IZOMORFIZAM I POLIMORFIZAM KOD MINERALA

Izomorfizam i polimorfizam kod minerala su {iroko rasprostrawene pojave. Pod izomorfizmom se podrazumeva pojavqivawe minerala razli~itog hemijskog sastava u istim ili sli~nim kristalnim oblicima datog sistema, odnosno pojavu kristalizacije materije razli~itog sastava u istoj simetriji.

Pod polimorfizmom se podrazumeva pojava pojavqivawa minerala istog hemijskog sastava u razli~itim sistemima kristalizacije. U pore|ewu sa izomorfizmom, polimorfizam je kod minerala ograni~enog karaktera, slo`ena je pojava koja zavisi od mnogih faktora, u prvom redu od temperature i pritiska.

IZOMORFIZAM KOD MINERALA

Izomorfizam je kao pojava otkriven 1819. god. od strane Mi~erliha, tada{weg profesora Berlinskog univerziteta. U to doba kada su atomisti~ke koncepcije o gra|i materije sve sigurnije i nezadr`ivo utirale svoj put u nauku sve do dana{wih dana, pojam izomorfizma je pretrpeo svoj razvojni put.

U razvoju izomorfizma kao pojave do dana{wih dana, mogu se izdvojiti slede}i

periodi: kristalografski, fizi~ko - hemijski i strukturni. Osnovu kristalografskog (morfolo{kog) perioda u razvoju izomorfizma predstavqa kristalografsko (morfolo{ko) upore|ewe kristalnih materija razli~itog sastava. U ovom periodu kod minerala je otkriven izomorfizam kod mnogih karbonata, silikata i dr. mineralnih vrsta.

Fizi~ko-hemijski period u razvoju izomorfizma zna~ajan je po tome {to je otkriveno

da se u ve}ini slu~ajeva izomorfizma kod minerala i drugih kristalnih materija ostvaruje preko ~vrstih rastvora ili izomorfnih rastvora (sme{a).

id2087484 pdfMachine by Broadgun Software - a great PDF writer! - a great PDF creator! - http://www.pdfmachine.com http://www.broadgun.com

Pod ~vrstim rastvorom (rastvorima) podrazumevaju se ~vrste kristalne faze, koje se javqaju u {irem intervalu koncentracija odnosno sastava. Sem kod minerala, ~vrsti rastvori se javqaju i kod razli~itih legura metala. Ukoliko se komponente me|usobno neprekidno rastvaraju, govorimo o neprekidnim ~vrstim rastvorima odnosno izomorfnim sme{ama.

Primeri ovakvih ~vrstih rastvora kod minerala su mnogobrojni. Ovde }e biti

govora samo o nekim karakteristi~nim primerima kod minerala. Kod plagioklasa (Na-Ca alumosilikata) javqaju se neprekidni ~vrsti rastvori odnosno izomorfne sme{e

izme|u minerala albita - NaAlSi3O8 i anortita - CaAl2Si2O8 , koja u osnovi i odre|uje minerale iz grupe plagioklasa. Kod minerala iz grupe olivina tako|e postoji

neprekidna mogu}nost me{awa izme|u forsterita Mg2SiO4 i fajalita - Fe2SiO4 .

Pored neprekidnih ~vrstih rastvora, kod minerala postoje i ograni~eni ~vrsti rastvori. U ovom slu~aju mogu}nost gra|ewa ~vrstih rastvora je ograni~ena u domenu sastava jedne ili druge komponente.

U su{tini, nije svaki ~vrsti rastvor i izomorfna sme{a. Prou~avawe strukturnih

osobina pokazuje da mogu postojati dva tipa : ~vrsti rastvori intersticijskog tipa i ~vrsti rastvori supstitucije (zamene).

^vrsti rastvori intersticijskog tipa ne predstavqaju izomorfne sme{e, zbog toga {to je element u intersticijskom polo`aju u kristalnoj re{etki. Tipi~ne osobine izomorfizma ima drugi tip ~vrstih rastvora.

Strukturni ili rendgen - strukturni period u razvoju izomorfizma traje sve do dana{wih dana. Razvojem rendgen strukturne analize po~etkom 1913. god., stvorene su i eksperimentalne mogu}nosti za odre|ivawe struktura minerala i drugih kristalnih materija. Primenom strukturnog metoda u prou~avawu izomorfizma, postalo je jasno da u osnovi izomorfizma le`i pojava kristalohemijskog karaktera mogu}nosti zamene elemenata u kristalnoj re{etki.

NEOPHODNI USLOVI ZA POJAVU IZOMORFIZMA ELEMENATA KOD MINERALA Za pojavu izomorfizma kod minerala potrebno je da su zadovoqeni slede}i uslovi :

1) u ~vorovima kristalne re{etke mogu se zamewivati samo joni istog znaka (katjoni sa katjonima ili anjoni sa anjonima). Nije mogu}a zamena anjona s katjonom, i obrnuto. 2) izomorfno se zamewuju samo katjoni ili anjoni bliskog jonskog radijusa. Pri tome, razlika pri savr{enom izomorfizmu mora biti mawa od 15%, a pri nesavr{enom od 15-25%. Ukoliko je razlika u jonskim radijusima ve}a izomorfizam, nije mogu}.

3) pri ispuwenim uslovima (2) koje ~esto nazivamo i Gold{mitovim pravilom, izomorfno se mogu zamewivati joni ~ija je polarnost ista ili pribli`no jednaka. 4) izomorfno se mogu zamewivati elementi sa istim polo`ajem u strukturi ako su ispuweni napred dati uslovi. 5) izomorfizam se mo`e ostvariti samo tako, da izomorfna zamena ne naru{ava ukupan elektrostati~ki neutralan karakter strukture.

TIPOVI IZOMORFIZMA ELEMENATA KOD MINERALA

Kod minerala mo`emo razlikovati ~etiri osnovna tipa izomorfizma i to : 1. izovalentni

2. heterovalentni 3. izostrukturni 4. izomorfizam posebne vrste .

Izovalentni izomorfizam se karakteri{e zamenom elemenata istog valentnog stawa u ~vorovima kristalne re{etke, odnosno strukture minerala, pri ~emu razlika u jonskim radijusima ne sme pre}i 15%, uz ispuwewe uslova polarnosti i koordinacionog broja.

Na primer, razmotrimo neke jednovalentne katjone sa odgovaraju}im radijusima koji su dati u tabeli ni`e.

Jonski radijusi nekih katjona u 10 -8 cm

Katjon Cu + Li + Ag + K+ Rb + Na+

Radijus 0,96 0,78 1,13 1,33 1,49 0,98

Iz tabele se vidi, da Na i Cu imaju veoma bliske jonske radijuse (razlika 2%), te bi se po pravilu Gold{mita mogao ostvariti izomorfizam. Me|utim razlika u polaritetu u potpunosti iskqu~uje mogu}nost izomorfizma kod minerala. Neki primeri izovalentnog izomorfizma kod minerala dati su u tabeli ni`e.

Neki primeri izovalentnog izomorfizma

Izomorfni katjoni Primeri

Co 2+ Ni 2+ kobaltin - gersdorfit

Co 2+ Fe 2+

kobaltin

Fe 2+ Co 2+, Ni 2+

pirit, olivini itd.

Ca 2+ Fe 2+

pirokseni, amfiboli itd.

Na + Ca 2+ feldspati, feldspatoidi itd.

Heterovalentni izomorfizam se karakteri{e izomorfnom zamenom katjona razli~itog valentnog stawa, uz ispuwewe i drugih uslova izomorfizma. Obi~no se izomorfizam ovog tipa ne realizuje zamenom katjona sa katjonom, ve} grupe katjona sa katjonom odre|enog valentnog stawa, uz o~uvawe balansa re{etke. U tabeli ni`e dati su neki primeri heterovalentnog izomorfizma kod minerala.

Neki primeri heterovalentnog izomorfizma

Izomorfni katjoni Primeri

Ca 2+ Al 3+ Na + Si 4+ Plagioklasi

Ca 2+ Mg 2+ Na + Al 3+

amfiboli, pirokseni itd.

Kod izostrukturnog izomorfizma dolazi do zamene ne katjona sa katjonom ili anjona sa anjonom, ve} do zamene ~itavog "bloka" strukture s drugim. Ovaj tip

izomorfizma je mogu} u onim slu~ajevima, gde su dimenzije elementarne }elije i strukturni tip pribli`no isti .

Tako se, na primer kod vilemita Zn2SiO4 skoro redovno javqa Be, koji nije izomorfan

sa Zn. No, kako je vilemit izostrukturan sa fenakitom Be2SiO4 , u strukturu se ugra|uju "blokovi" fenakita.

Izomorfizam elemenata je za mineralogiju veoma zna~ajan, jer uti~e na hemijski

sastav minerala, naro~ito u pogledu sadr`aja nekih makro a jo{ vi{e mikro

elemenata. Kako je izomorfizam elemenata mogu} pri razli~itim vredno-stima p,T parametara obrazovawa minerala, ima zna~aj i za odre|ivawe uslova postanka minerala.

Za geotermobarometarske analize izomorfizma kod prirodnih minerala, veliki

zna~aj imaju laboratorijska modelirawa izomorfizma pri odre|enim p,T vrednostima i komparacijama s prirodnim mineralima.

POLIMORFIZAM KOD MINERALA

Kao pojava kod minerala, polimorfizam je otkriven znatno ranije u pore|ewu sa

izomorfizmom. Klaprot je 1798. god., utvrdio da materija sastava CaCO3 egzistira u dve modifikacije - romboedarske simetrije (kalcit) i rombi~ne (aragonit). Prema tome, pod polimorfizmom se podrazumeva pojava da materija istog sastava kristali{e u razli~itim kristalnim sistemama.

No, sam polimorfizam, nije bio prihva}en u tada{woj nauci iz prostog razloga

{to se nije uklapao u tada{wa shvatawa. Tek na osnovu radova Mi~erliha (1822-1823), polimorfizam dobija svoje mesto u tada{woj nauci.

U razvoju polimorfizma mogu se izdvojiti dva perioda : tzv. dinami~ki (fazni) i strukturni. Prvi period se uglavnom oslawao na termodinami~ka razmatrawa, i trajao je do 1913. godine, kada po~iwe nagli razvoj strukturnog aspekta sve do dana{wih dana.

Me|utim, danas se u prou~avawu polimorfizma polazi od oba aspekta, jer ih je kod

potpunog sagledavawa procesa polimorfizma prakti~no nemogu}e razdvojiti. Za polimorfizam su karakteristi~ni tzv. polimorfni prelazi pri odre|enim

termodinami~kim uslovima. Polimorfne prelaze je kod minerala mogu}e svrstati u tri grupe :

1) polimorfne prelaze visokih temperatura i relativno malih pritisaka; 2) polimorfne prelaze visokih temperatura i pritisaka; 3) polimorfne prelaze malih temperatura i visokih pritisaka.

Ali, bez obzira na tip polimorfizma, polimorfni prelazi se mogu u odnosu na karakter svrstati u dve grupe i to:

- monotropne - enantiotropne

Monotropni prelaz je svaki polimorfni prelaz, gde faza A (pri nekim p,T

uslovima) prelazi u fazu B druge simetrije, pri ~emu obrnut prelaz nije mogu}. [ematski se to mo`e prikazati na slede}i na~in:

p,T A -----> B .

Kod enantiotropnog prelaza mogu} je prelaz u oba smera za neke date p,T uslove, {to se mo`e prikazati na slede}i na~in:

p,T A B

U vezi s monotropnim prelazima potrebno je ista}i da se oni odnose na obi~ne atmosferske pritiske. Sa pove}awem pritiska mo`e se dogoditi da monotropni prelaz prelazi u enantiotropne.

Kao tipi~ni primeri monotropnih prelaza kod minerala javqaju se prelazi

grafita u dijamant, kalcita u aragonit itd.

Enantiotropni prelazi su naprimer prelazi rombi~nog S u monoklini~ni,

polimorfizam kod SiO2 minerala itd.

Kod minerala grupe SiO2 pri obi~nom atmosferskom pritisku poli-morfni prelazi tri najrasprostrawenije modifikacije u prirodi (kvarc, tridimit i kristobalit) me|usobno su povezani slede}im temperaturama:

870 oC 1470

oC 1705 oC

kvarc tridimit kristobalit rastop.

Enantiotropni prelazi kod kvarca se odigravaju relativno sporo, te ove modifikacije mogu du`e vremena egzistirati u metastabilnom stawu. U slu~aju

polimorfizma kod SiO2 minerala, svaka polimorfna modifikacija ima svoju visokotemperaturnu i niskotemperaturnu formu.

Forme ni`ih temperatura se obele`avaju obi~no sa (na primer -kvarc, tridimit

itd.), dok se visokotemperaturne obele`avaju sa ( - kvarc , -tridimit itd.).

Polimorfni prelazi modifikacija su veoma brzi pri odre|enim

temperaturama. U slu~aju polimorfizma kod grupe SiO2 minerala pri obi~nim pritiscima, polimorfni prelazi se odigravaju pri slede}im temperaturama

573 oC

- kvarc - kvarc

117 oC

- tridimit - tridimit

250 oC

- kristobalit - kristobalit .

U slu~aju prvog prelaza romboedarske modifikacije kvarca u heksagonalnu simetriju, sa pove}awem pritiska za svakih 1000 bar-a, temperatura prelaza se

pove}ava za pribli`no 26 oC.

FAZNI DIJAGRAMI POLIMORFNIH MODIFIKACIJA

Budu}i da se polimorfni prelazi odigravaju pri odre|enim p,T uslovima, za ve}inu minerala koji ispoqavaju polimorfizam eksperimentalno su odre|eni

polimorfni prelazi u zavisnosti od veli~ine p,T uslova. Stabilnosti pojedinih

polimorfnih modifikacija u zavisnosti od p,T uslova prikazuju se u vidu tzv. faznih dijagrama polimorfnih modifikacija.

Dijagram stabilnosti SiO2 modifikacija (1 bar = 1,01310 5 Pa)

Kao primer razmotrimo prelaz kod SiO2 , gde je dijagram stabilnosti u zavisnosti

od p,T uslova dat na slici vi{e, gde se javqaju podru~ja stabilnosti odre|enih polimorfnih modifikacija.

STRUKTURNE OSNOVE POLIMORFIZMA

Pri polimorfnim prelazima posmatrano termodinami~ki, dolazi do promene unutra{we energije sistema. Ova promena unutra{we energije, direktno je povezana sa odre|enim strukturnim promenama koje prate polimorfni prelaz. Na osnovu strukturnih promena koje prate polimorfizam sam polimorfizam se mo`e podeliti u slede}e najzna~ajnije grupe:

1. polimorfni prelazi I vrste

2. polimorfni prelazi II vrste 3. polimorfni prelazi s promenom tipa veze

U daqem izlagawu zadr`a}emo se samo na prva dva tipa prelaza. Prelazi I vrste karakteri{u se veoma o{trim promenama strukture kao {to je to slu~aj kod prelaza grafita u dijamant, kalcita u aragonit itd.

Polimorfni prelazi II vrste za razliku od prvih razlikuju se po tome, {to promene u strukturi nisu tako o{tre, uglavnom su lokalizovane na udaqenije grupacije atoma

u strukturi, sa promenom simetrije. Tipi~an primer je polimorfizam kod SiO2 minerala.

POSTANAK (GENEZA) MINERALA

KRISTALIZACIJA

Pod kristalizacijom se podrazumeva proces izdvajawa ~vrste kristalne faze iz te~ne ili gasne faze. Stoga se za proces kristalizacije mo`e govoriti i kao posebnom faznom prelazu materije sa svojim karakteristikama.

Prema op{tim kineti~kim i dinami~kim procesima, sama kristalizacija je veoma sli~na procesima kondenzacije gasne faze u te~nu, razume se na jednom vi{em nivou. Stoga se za proces kristalizacije uz neka ograni~ewa, mogu zadr`ati op{ta kineti~ka i dinami~ka razmatrawa teorije kondenzacije, odnosno obrazovawa kapqica.

Izdvajawe ~vrste kristalne faze procesima kristalizacije mo`e se izvr{iti na

slede}e na~ine:

a) kristalizacijom iz te~ne faze (rastop ili rastvor) b) kristalizacijom iz gasne faze .

U razli~itim geolo{kim procesima geneze minerala pored procesa direktne kristalizacije u mawoj meri su prisutni i procesi rekristalizacije u ~vrstom stawu, kao i procesi prekristalizacije gela.

Procesi rekristalizacije u ~vrstom stawu obi~no dovode do pove}awa kristalnih a naj~e{}e kristalastih agregata. Kod rekristalizacije gela dolazi do ure|ewa sa prelazom amorfne faze u ~vrstu kristalnu fazu.

Za oba procesa u ve}ini slu~ajeva potrebni su pove}ani termodina-mi~ki uslovi (ve}e temperature i pritisci). Mogu}i su u prirodi i procesi rekristalizacije gela i pri obi~nim termodinami~kim uslovima.

Procesima kristalizacije te~ne faze (rastopa ili rastvora) odre|enih hemijskih i termodinami~kih karakteristika obrazuje se najve}i broj minerala u prirodi.

Kristalizacija bilo kog rastopa pri obi~nom pritisku koji se sporo hladi, teorijski po~iwe na temperaturi topqewa datog minerala ili vi{e minerala koji ulaze u sastav rastopa. Kristalizacija iz rastvora po~iwe onog momenta kada je rastvor zasi}en s rastvornim jediwewem ili jediwewima.

Eksperimentalno je utvr|eno da je u slu~aju kristalizacije rastopa, po~etak

kristalizacije obi~no na temperaturama koje su ne{to ni`e od temperature topqewa minerala koji ulaze u sastav rastopa. Stoga se kod kristalizacije rastopa uvodi termin podhla|ewa, koji se kvantitativno mo`e izraziti u obliku To - T ; gde je To - temperatura topqewa, a T- temperatura pri kojoj po~iwe kristalizacija.

Kod rastvora je kvantitativna mera stepen presi}ewa koji se mo`e izraziti kao Cs - C; gde je Cs-koncentracija zasi}ewa a C -koncentracija,. Presi}ewe rastvora se mo`e

na}i na osnovu faznih dijagrama oblika C -T, dok se podhla|ewe kod rastopa mo`e

na}i na faznom dijagramu T-p. U rastopu na po~etak kristalizacije uti~u mnogi faktori a prvenstveno pritisak i

temperatura. U rastopima pove}awe pritiska, znatno uti~e na veli~inu podhla|ewa, a time i na temperaturu kristalizacije. Ukoliko je rastop "suv" tj. bez prisustva vode ili neke druge fluidne faze, pove}awe pritiska pove}ava temperaturu kristalizacije rastopa.U tabelini`e dati su neki primeri uticaja pove}awa pritiska na temperaturu kristalizacije.

Uticaj pritiska na kristalizacije nekih minerala iz rastopa

Pritisak u Kbar

0+ 10 20 30

Temperatura kristalizacije oC

Albit 1118 - 1120 1238 1320 1400

Diopsid 1390 1520 1630 1710

Forsterit 1900 1950 1990 2040

Halit 800 1000 1160 -

+ atmosferski pritisak

Ukoliko je u rastopu prisutna H2O, onda weno prisustvo sa pove}awem pritiska dovodi do smawewa temperature kristalizacije minerala iz rastopa. U tabeli ni`e dati su neki primeri kristalizacije rastopa pri razli~itim pritiscima vode. Kod kristalizacije minerala iz rastvora, zna~ajna je zavisnost stepena rastvorqivosti

minerala od temperature i pritiska. Za ve}inu minerala, sa pove}awem p,T stepen rastvorqivosti raste.

Zavisnost temperature kristalizacije od pritiska

H2O u rastopu

Pritisak H2O u Kbar

0 1 2 5

Temperatura kristalizacije oC

Albit 1118 - 1120 905 845 745

Nefelin 1525 1135 1025 830

Anortit 1550 1405 1340 1230

Diopsid 1390 1315 1290 -

Obrazovawe kristalnih zametaka mo`e biti homogeno i heterogeno. Homogeno

obrazovawe kristalnog zametka se odigrava spontano u kristalizacionoj sredini, sni`ewem op{te energije sistema ~estica do energije veze, kada se obrazuje dvodimenzionalni kristalni zametak, koji daqe raste. Dvodimenzionalni kristalni zametak, u veoma kratkom vremenskom intervalu prerasta u trodimenzionalni.

Heterogeno obrazovawe kristalnog zametka odigrava se na ranije obrazovanim ~esticama ~vrstih faza i prakti~no predstavqa naj~e{}i vid obrazovawa zametaka u toku kristalizacije. U prirodnim procesima kristalizacije u vezi sa postankom minerala prisutna su oba procesa obrazovawa kristalnih zametaka, mada je heterogeno obrazovawe ~e{}e.

FAZNI DIJAGRAMI RAVNOTE@E

Prou~avawe slo`enih procesa kristalizacije minerala u prirodnim i laboratorijskim uslovima veoma je povoqno primenom faznih dijagrama ravnote`e ili faznih dijagrama. Procesi obrazovawa minerala u najve}em broju slu~ajeva su kontrolisani hemijskim, fizi~ko-hemijskim i termodinami~kim faktorima.

Kod obrazovawa minerala razli~itim procesima kristalizacije, uvek se javqa koegzistencija materije razli~itog agregatnog stawa - faza, pri ~emu ova stawa upravo i odre|uju ravnote`u sistema pri nekim p,T uslovima. Ovu termodinami~ku ravnote`u nazivamo faznom ravnote`om.

Prema tome, pod faznom ravnote`om nekog sistema podrazumevamo egzistenciju

materije u razli~itim agregatnim (faznim) stawima pri nekim p,T vrednostima unutar sistema.

Ravnote`u izme|u faza u sistemu mo`emo izraziti i preko pravila faza Gibsa (otkriveno 1874), polaze}i od temperature, pritiska i sastava na slede}i na~in :

U bilo kom sistemu koji je u stawu ravnote`e, broj faza (P) plus broj stepeni

slobode (F) jednak je broju komponenti sistema (C) uve}an za dva, tj. P + F = C + 2 .

Za razumevawe faznih ravnote`a, koje se grafi~ki mogu prikazati u vidu faznih dijagrama, potrebno je ne{to detaqnije definisati veli~ine koje ulaze u izraz za pravilo faza.

Pod fazom sistema se podrazumeva u fizi~kom i hemijskom pogledu homogen deo sistema koji je od ostalih delova sistema jasno odvojen povr{inom razdela. Tako se,

na primer, u sistemu H2O pri nekim p,T - uslovima mogu javiti tri faze sastava H2O (~vrsta - led, te~na i gasovita).

Pod komponentom sistema podrazumevamo nezavisno promenqivi deo sistema, pomo}u kojeg se u svakom momemtu mo`e izraziti hemijski sastav ma koje prisustne

faze u sistemu. U jedna~ini za pravilo faza, broj komponenti (C) ozna~ava minimalan broj delova sistema koji su podlo`ni promeni.

Broj stepeni slobode predstavqa broj promenqivih u sistemu, koje defini{u stawe sistema. Kao stepeni slobode u sistemu se naj~e{}e uzimaju pritisak i temperatura, mada se u pojedinim slu~ajevima mo`e uzeti i koncentracija.

Ako je u sistemu prisutna samo jedna komponenta (odre|enog sastava i drugih

osobina) takav sistem se naziva jednokomponentnim. Takav je na primer sistem H2O, SiO2 itd.

Dvokomponentni sistem se sastoji iz dve komponente, bez obzira na broj faza, dok

kod tro komponentnog imamo tri komponente. Dvokomponenti su na primer sistemi

CaO - SiO2 , FeO - SiO2 itd, trokomponentni su na primer CaO - SiO2 -H2O , CaO - Al2O3 - SiO2 i mnogi drugi.

Sistemi u kojima se obrazuju minerali po pravilu predstavqaju sisteme sa vi{e

komponenti, koji se radi lak{eg prou~avawa mogu predstaviti dvokomponentnim ili trokomponentnim sistemima.

Fazni dijagram koji se dobija eksperimentalno, pri odre|enim p,T uslovima ima veoma veliki zna~aj u slede}im slu~ajevima:

- kod prou~avawa procesa kristalizacije - kod prou~avawa procesa stabilnosti minerala - za prou~avawe polimorfnih prelaza - za prou~avawe dinamike i kinetike kristalizacije .

MINERALO[KO PRAVILO FAZA

Izraz P+F = C+2 mo`e se napisati u obliku P = C+2-F, pri ~emu se nagla{ava da maksimalni broj faza, tj. minerala raste s brojem kompo-nenti sistema. To prosto zna~i, da ako je sistem po hemizmu slo`eniji da }e se stvoriti i ve}a mogu}nost za obrazovawe minerala. U geolo{kim procesima obrazovawa minerala, gde se procesi odigravaju u otvorenim sistemima, te{ko je o~ekivati da }e vrednosti temperature i pritiska biti uvek konstantne.

Naprotiv, ove vrednosti u rastopu ili rastvoru mogu varirati u zna~ajnim

granicama. Zbog toga u sistemima kod geolo{kih procesa obrazovawa minerala, broj

stepeni slobode mo`e biti F 2. Ukoliko se F 2 zameni u pravilo faza, dobija se da

je P 2, {to i predstavqa mineralo{ko pravilo faza. Ovo pravilo se mo`e iskazati na slede}i na~in :

U sistemu koji se sastoji od nekoliko komponenti, broj minerala pri nekim p,T uslovima mo`e biti mawi ili jednak broju komponenti sistema, a nikako ve}i.

NEKI PRIMERI JEDNOKOMPONENTNIH I DVOKOMPONENTNIH SISTEMA

Jednokomponentni i dvokomponentni sistemi su zna~ajni za prou~avawe procesa obrazovawa mnogih minerala u prirodnim geolo{kim procesima. Na slici ni`e

prikazan je jednokomponenti dijagram SiO2 u zavisnosti od p,T uslova. Kako je vidqivo

iz dijagrama, pri odre|enim p,T vrednostima javqaju se i razli~ite ~vrste faze, kao posebne mineralne vrste. Polimorfni prelazi jednih modifikacija u druge

odigravaju se u {irokim intervalima p,T vrednosti. Pri visokim pritiscima javqaju se polimorfne modifikacije tipa kousita i sti{ovita.

Jednokomponentni dijagram SiO2

Ovde }e se u najkra}im crtama razmatrati dvokomponentni sistemi po

eutekti~kom tipu kristalizacije, kao i sa mogu}no{}u gra|ewa neprekidnih ~vrstih rastvora.

Na slici ni`e dat je op{ti prikaz dvokomponentnog sistema s eutekti~kom ta~kom kristalizacije. Na apcisi je dat sastav, a na ordinati T.

Sastavi komponenti A i B nanose se tako, da

sadr`aj komponente B raste sleva na desno,

dok sadr`aj komponete A raste zdesna na levo.

Prema tome u ta~kama A i B su koncentracije

100% A i 0% B, odnosno 100%B i 0%A. Sadr`aj komponenti se obi~no izra`ava u te`. % , mada se mo`e izraziti i u molekulskim procentima itd. Na dijagramu su tako|e nane{ene

temperature topqewa komponenti A i B (T1 i T2), kao i poqa stabilnosti odgovaraju}ih faza, odnosno krive kristalizacije u zavisnosti od temperature.

Krive T1ET i T2ET predstavqaju krive likvidusa i solidusa komponenti A i B u ravnote`i s rastopom. S druge strane, du` krive T1ET ide kristalizacija

komponente A do ET , odnosno du` krive T2ET ide kristalizacija komponente B. U oba slu~aja izdvojeni kristali su u ravnote`i s rastopom odre|enog sastava.

Ta~ka ET na dijagramu predstavqa tzv. eutekti~ku ta~ku ili eutektikum na odre|enoj temperaturi. Eutektikum predstavqa po~etnu temperaturu na kojoj po~iwe istovremena kristalizacija obe komponente u ravnote`i s rastopom.

Pogledajmo sada u najkra}im crtama kako }e i}i tok kristalizacije neke po~etne

sme{e sastava H na dijagramu. Sastav sme{e H na dijagramu nalazi se u oblasti

egzistencije rastopa u kome je prisutno 60 % B i 40 % A. Na dijagramu ta~ka S 1 ozna~ava isti sastav kao i kod H , ali na ni`oj temperaturi. Ako kroz S 1 povu~emo

horizontalnu liniju, koja oblasti solidusa i likvidusa se~e u ta~kama G i F,

A 20 40 60 80 B

B+R A+R

A+B

T2

T1 X

F C1

G

ET

J E H

mogu}e je na}i sastav rastopa i izdvojene ~vrste faze. Sastav rastopa je dat

ta~kom G (50%B, 50 %A), dok je izdvojena ~vrsta faza data s F i odgovara 100 % V.

Op{ti prikaz dvokomponentnog sistema sa gra|ewem neprekidnih ~vrstih

rastvora dat je na slici ni`e . Dijagram se sastoji iz dve krive - krive likvidusa (L)

i krive solidusa (S). Iznad krive likvidusa je egzistencija rastopa, dok je ispod krive solidusa egzistencija ~vrste faze u vidu neprekidnih ~vrstih rastvora .

Razmotrimo tok kristalizacije po~etne sme{e sastava H . Hla|ewem po~etnog sastava do ta~ke E ( krive likvidusa) u ta~ki E po~iwe krista-

lizacija ~vrstih rastvora sastava F na dijagramu. Izdvojena ~vrsta faza je bogatija sadr`ajem komponente V u odnosu na po~etni sastav , te }e ostatak rastopa biti bogatiji sadr`ajem komponente A. Na nekoj drugoj temperaturi kojoj

odgovara ta~ka I na dijagramu , sastav te~ne faze

je dat sa G, dok je sastav ~vrste faze dat sa H .

Prema tome, tok kristalizacije je mnogo slo`eniji nego kod eutekti~ke kristalizacije. Dijagrami ovog tipa se javqaju na primer kod plagioklasa, olivina i mogu se koristiti kod magmatske kristalizacije ovih minerala.

U suvim sistemima, po eutekti~kom tipu kristalizacije ili po tipu gra|ewa

~vrstih rastvora pove}awe pritiska pomera krive likvidusa i solidusa u oblast ve}ih temperatura. Sistemi ovog tipa koji sadr`e vodu, sa pove}awem pritiska pokazuju tendenciju sni`ewa temperatura likvidusa i solidusa .

A 20 40 60 80 B

T1

T2 X

F E

L

G

I H

S

POSTANAK (GENEZA) MINERALA U ZEMQINOJ KORI

Mnogobrojne procese obrazovawa minerala u prirodi odnosno zemqinoj kori mo`emo podeliti u tri velike grupe i to :

1. Endogene 2. Egzogene 3. Metamorfogene ( metamorfne )

Endogeni procesi obrazovawa minerala odigravaju se u unutra{wosti zemqine kore i direktno su povezani s razli~itim endogenim geolo{kim procesima pri vrlo velikim termodinami~kim uslovima. Mnogobrojni endogeni procesi obrazovawa minerala su prema svojoj kinetici i dinamici nedostupni direktnom prou~avawu. Izuzetak predstavqaju pojedini vulkanski procesi, gde je kod nekih slu~ajeva u ograni~enoj meri mogu}e i direktno posmatrawe .

Egzogeni procesi obrazovawa minerala odigravaju se na zemqinoj povr{ini ili na mawim dubinama, uz znatno umerenije termodinami~ke uslove. Prema op{toj kinetici i dinamici, egzogeni procesi obrazovawa minerala su jednostavniji u pore|ewu sa endogenim, mada i kod ovih procesa u pojedinim slu~ajevima kinetika i dinamika mogu biti veoma slo`ene .

Metamorfogeni ( metamorfni ) procesi obrazovawa minerala u zemqinoj kori u direktnoj su vezi s procesima metamorfizma. Pod metamorfizmom se podrazumevaju procesi preobra`aja postoje}ih mineralnih vrsta u nove promenom termodinami~kih uslova stabilnosti .